王曉賽，杜瑾雪，史本巽，王仕林

(1. 中國地質(zhì)科學(xué)院 勘探技術(shù)研究所，河北 廊坊 065000； 2. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083)

作為超高壓變質(zhì)作用最良好的指示礦物，變質(zhì)成因金剛石被認為與陸殼或洋殼的深俯沖作用有關(guān)(楊經(jīng)綏等, 2002，2009)。該類金剛石的發(fā)現(xiàn)，使人們意識到較輕的大陸地殼可以俯沖到數(shù)百公里的深度并發(fā)生折返(Dobrzhinetskaya, 2012)。隨著變質(zhì)金剛石的不斷被發(fā)現(xiàn)，人們更新了對大陸動力學(xué)的理解和認識(Pavel & Igor, 2004)。變質(zhì)成因金剛石推動了學(xué)術(shù)界對超高壓帶中變質(zhì)巖的研究，并且對于超高壓變質(zhì)帶形成的大地構(gòu)造條件以及俯沖和折返的構(gòu)造背景的研究也具有重要的意義(楊經(jīng)綏等, 2009)。因此，對超高壓變質(zhì)帶金剛石的研究越來越受到學(xué)術(shù)界的關(guān)注。

世界上發(fā)現(xiàn)的首例變質(zhì)金剛石礦床位于哈薩克斯坦北部的科克切塔夫地區(qū)(Rozenetal., 1972)。該礦床一經(jīng)發(fā)現(xiàn)，就對當時金剛石成因的研究產(chǎn)生了深遠影響，并且極大地推動了相關(guān)的高壓、超高壓變質(zhì)帶變質(zhì)巖和地球動力學(xué)的研究(Dobretsovetal., 1994, 1995; 王強等, 1997; 楊經(jīng)綏等, 2002)。Zayachkovsky和Zorin率領(lǐng)團隊在科克切塔夫地區(qū)進行了多年的勘探研究，他們認為該地區(qū)的變質(zhì)金剛石可能形成于含有碳酸質(zhì)成分的表殼巖中(轉(zhuǎn)引自Pavel & Igor, 2004)。20世紀90年代以后，人們基于科克切塔夫地區(qū)金剛石的研究成果(Sobolev & Shatsky, 1990)，推斷部分地殼物質(zhì)可以俯沖到>120 km的地幔深處(Pavel & Igor, 2004)。隨后，人們在世界各地陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了變質(zhì)成因的金剛石，這些金剛石顆粒微小，直徑大多集中于10～70 μm左右，最大的約130 μm，不同地區(qū)的金剛石粒度存在著些許差異(徐樹桐等, 1991; Nasdala & Massonne, 2000; Ogasawaraetal., 2000;楊經(jīng)綏等, 2002)，同時它們的形態(tài)特征各異，具有非常重要的成因意義(王強等, 1997; Ishidaetal., 2003; Ogasawara，2005)。研究顯示，超高壓變質(zhì)帶中的金剛石主要呈微粒狀賦存于富碳的變泥質(zhì)巖和大理巖(Ishidaetal., 2003; Frezzottietal., 2011)以及石榴輝石巖和榴輝巖內(nèi)，并且大多以包體的形式產(chǎn)出于石榴子石和鋯石中(徐樹桐等, 1991; Songetal., 2005)。

目前，盡管對超高壓變質(zhì)帶金剛石的研究工作已陸續(xù)展開，但是，對于變質(zhì)金剛石的系統(tǒng)研究，特別是其形成的控制因素，還沒有學(xué)者開展相關(guān)的總結(jié)和評述。本文在總結(jié)前人研究成果的基礎(chǔ)上，介紹了變質(zhì)成因金剛石形成的地質(zhì)環(huán)境和大地構(gòu)造背景，并對變質(zhì)金剛石的成因及其影響因素進行深入了探討。本文礦物縮寫引自沈其韓(2009)。

1 地質(zhì)背景和礦物形態(tài)學(xué)特征

1.1 地質(zhì)背景

超高壓變質(zhì)帶中金剛石的發(fā)現(xiàn)，使得與大陸碰撞造山相關(guān)的超高壓變質(zhì)作用的研究漸成熱點(Dobrzhinetskayaetal., 1995)。目前，全球至少發(fā)現(xiàn)了30條超高壓變質(zhì)帶，但含有金剛石的變質(zhì)帶卻很少(表1)，如：西阿爾卑斯山脈的采爾馬特地區(qū)(Frezzottietal., 2011)、東阿爾卑斯山脈的波霍爾耶山地區(qū)(Janáketal., 2015)、德國的厄爾士山脈地區(qū)(Massonne, 1999; Nasdala & Massonne, 2000; St?ckhertetal., 2001)、哈薩克斯坦的科克切塔夫地區(qū)(Sobolev & Shatsky, 1990)、印尼的蘇拉威西地區(qū)(Parkinson & Katayama,1999)、希臘的羅多彼地區(qū)(Mposkos & Kostopoulos, 2001)、澳大利亞的新英格蘭地區(qū)(Barron, 2005)、挪威的西部地區(qū)(Roermundetal., 2010)和我國的蘇魯(Dobrzhinetskayaetal., 1995; 張仲明等,2007)-大別(徐樹桐等, 1991)、東秦嶺(楊經(jīng)綏等, 2002; Yangetal., 2003)以及柴達木地區(qū)(Songetal., 2005)等。綜合來說，超高壓變質(zhì)帶中金剛石主要賦存于榴輝巖、大理巖、變沉積巖以及部分片麻巖中( Ogasawaraetal., 2000; 徐樹桐等, 2003; Frezzottietal., 2011)。榴輝巖的礦物成分主要為綠輝石、石榴子石、多硅白云母和石英等，并且大多含有金紅石等副礦物，經(jīng)歷了超高壓變質(zhì)作用的榴輝巖還可能含有柯石英等超高壓特征礦物(張培元, 1999)。大理巖主要由白云石和方解石組成，此外含有石英、硅灰石、方鎂石、斜長石、透閃石、透輝石等，具有粒狀變晶結(jié)構(gòu)，通常由碳酸鹽巖經(jīng)接觸變質(zhì)作用或區(qū)域變質(zhì)作用而形成。片麻巖主要由石英、長石、云母等礦物組成，具條帶狀或片麻狀構(gòu)造，且長石含量多于石英，其原巖較為復(fù)雜，可由接觸變質(zhì)作用或區(qū)域變質(zhì)作用形成(王仁民, 1989)。變質(zhì)金剛石主要呈微粒狀賦存于石榴子石和鋯石等礦物中( 王強等, 1997; Ogasawaraetal., 2000; 王會敏等, 2015)，并且分布不均，有的石榴子石含有較多的金剛石顆粒，而有的石榴子石不含金剛石顆粒。這些金剛石顆粒有的不是單晶，而是以聚合晶體形式存在(Pavel & Igor, 2004)。此外也有一些金剛石生長于多硅白云母、石英、石榴子石的邊界部位，顯示出其有可能是流體結(jié)晶形成的(Dobrzhinetskayaetal., 2007)。含有金剛石的超高壓變質(zhì)帶富含大量碳酸鹽巖，如科克切塔夫地區(qū)的白云石大理巖、德國厄爾士山脈地區(qū)的大理巖、挪威西部的鈣質(zhì)碳酸鹽巖以及我國大別-蘇魯?shù)貐^(qū)的大理巖，表明金剛石的形成與碳酸鹽巖密切相關(guān)，含C的碳酸質(zhì)成分(如方解石、白云石等)可為變質(zhì)金剛石的形成提供必需的物質(zhì)來源。

超高壓變質(zhì)帶金剛石形成的大地構(gòu)造背景為陸殼-陸殼或者洋殼-陸殼(挪威西部地區(qū))的俯沖碰撞環(huán)境，除卻西阿爾卑斯山脈的金剛石形成溫度≤600℃外，其他區(qū)域的金剛石形成溫度主要在600～1 000℃，形成壓力大都>3 GPa(表1)。同位素年代學(xué)研究表明變質(zhì)金剛石形成年齡(變質(zhì)作用峰期年齡)較其他類型的金剛石更為年輕，除大別(240～220 Ma)、羅多彼(119 Ma)、波霍爾耶山(95～92 Ma)、采爾馬特(35 Ma)地區(qū)的變質(zhì)金剛石在年齡上略有差異外，其他區(qū)域變質(zhì)金剛石的形成年齡大多介于540和340 Ma之間(徐樹桐等, 2003; Liouetal., 2007)。

表 1 全球含金剛石超高壓變質(zhì)帶及部分含柯石英超高壓變質(zhì)帶統(tǒng)計表Table 1 Statistical table of the diamond-bearing and several coesite-bearing ultrahigh pressure metamorphic belts in the world

1.2 礦物形態(tài)特征

世界范圍內(nèi)變質(zhì)金剛石在產(chǎn)出形態(tài)上差異很大。科克切塔夫地區(qū)金剛石礦床中的金剛石顆粒大多不是單晶形態(tài)，而是呈現(xiàn)聚合晶體形態(tài)(許多微小金剛石顆粒聚合成一個較大的金剛石聚晶)(Ogasawaraetal., 2000; Dobrzhinetskayaetal., 2013)。挪威西部的微粒金剛石形態(tài)不規(guī)則且較為復(fù)雜(Dobrzhinetskayaetal., 1995)。其他地區(qū)的金剛石形態(tài)大多較為規(guī)則，主要為四面體、八面體、十二面體以及立方體等(徐樹桐等, 1991, 2003)。

2 變質(zhì)成因金剛石的成因機制

2.1 變質(zhì)反應(yīng)機制

超高壓變質(zhì)帶中金剛石通常形成于特定的巖石組合中，例如經(jīng)歷了超深俯沖作用的榴輝巖和大理巖等，其原巖絕大多數(shù)為陸殼玄武巖以及碳酸鹽巖(Xuetal., 2001; 王會敏等, 2015)，也可見于變質(zhì)的洋殼沉積巖中(Frezzottietal., 2011)。

在大陸俯沖的過程中，富含大量碳酸鹽巖的陸殼和一部分玄武巖俯沖到深層地幔中時，壓力不斷增大，當壓力超過3 GPa時，白云石會發(fā)生分解作用，形成文石(CaCO3)和菱鎂礦(MgCO3) (王會敏等, 2015)。Zhu & Ogasawara (2002) 依據(jù)白云石大理巖中超硅單斜輝石中發(fā)現(xiàn)金云母和柯石英出溶結(jié)構(gòu)，認為其經(jīng)歷的溫壓條件至少在8 GPa、1 000℃以上。Luth (2001)通過高溫高壓實驗推測白云石在壓力5.0～5.5 GPa、溫度大于600℃時發(fā)生了如下分解反應(yīng)：

CaMg(CO3)2(白云石，Dol)=CaCO3(文石, Arg)+MgCO3(菱鎂礦，Mgs)

(1)

白云石的分解需要較高的壓力，該壓力條件下會形成以菱鎂礦為主的碳酸鹽礦物組合(Yangetal., 2003)，繼而，菱鎂礦發(fā)生分解反應(yīng)，當反應(yīng)壓力高于石墨-金剛石轉(zhuǎn)變線時，即產(chǎn)生金剛石，即：

MgCO3(菱鎂礦，Mgs)=C(金剛石, Dia)+MgO+O2(2)

2 CaFe(CO3)2(鐵白云石)+CaCO3+3 SiO2(石英)=Ca3Fe2Si3O12(鈣鋁榴石)+5 C(金剛石)+9/2 O2(3)

2.2 溫度和C-O-H流體機制

Sobolev & Shatsky(1990)最先討論了科克切塔夫地區(qū)金剛石的形成來自于流體。不久之后，Corte等人報道了科克切塔夫地區(qū)含有金剛石的石榴單斜輝石巖中發(fā)現(xiàn)H2O流體和碳酸鹽包裹體(Corteetal., 1998, 2000)，直接表明了在超高壓變質(zhì)作用的條件下有H2O流體的存在，同時也指示了在超高壓礦物組合和金剛石的形成過程中有流體的參與。為了探究流體因素對金剛石形成的影響，Sokol等 (2001)在保持5.7 GPa、1 200～1 420℃的條件下，應(yīng)用多層設(shè)計的“分裂球”進行了高壓實驗，結(jié)果表明，在CO2-H2O-C體系中，對于相同初始物成分，當溫度更高時，金剛石的自發(fā)成核和生長所需實驗時間更短，且新生長金剛石粒度更大；在相同實驗溫度和時間條件下，相比初始物為H2C2O4·2 H2O-Grp(石墨)-Dia，初始物為H2O-Grp-Dia的條件下金剛石的自發(fā)成核和生長更為顯著。而在CH4-H2-C的體系中，金剛石不能自發(fā)成核和生長。因此，溫度和C-O-H流體可能是控制金剛石結(jié)晶生長最為重要的因素，而CH4和H2等流體與其關(guān)系不大。

Sokol & Palyanov(2004)分析了17組穩(wěn)定熱力學(xué)條件下金剛石在流體(CO2-C、H2O-CO2-C、H2O-C、CH4-H2O-C、CH4-H2-C)和碳酸鹽-流體[K2CO3-H2O-CO2-C、Na2CO3-H2O-CO2-C、CaMg(CO3)2-H2O-CO2-C]體系中結(jié)晶的最新實驗數(shù)據(jù)，認為5.7～7.7 GPa、1 150～2 000℃是金剛石結(jié)晶生長最有利的溫壓條件，并且隨著溫度的降低，金剛石成核生長所需時間更長。就金剛石結(jié)晶強度而言，流體和流體-碳酸鹽體系可按以下順序排列： K2CO3(Na2CO3)-H2O-CO2-C>CO2-C≈H2O-CO2-C≈H2O-C≈CaMg(CO3)2-H2O-CO2-C?CH4-H2O-C?CH4-H2-C。隨著研究的不斷深入，越來越多的實驗巖石學(xué)證據(jù)表明金剛石的形成與流體/熔體成分的比例有明顯的相關(guān)性(Palyanovetal., 2007； Sokol & Palyanov, 2008； Palyanov & Sokol, 2009； Fagan & Luth, 2011； Bureauetal., 2012)。

金剛石合成實驗多在封閉體系的理想條件下進行，在自然界的超高壓變質(zhì)帶中，溫度和C-O-H流體對金剛石生長的作用還需要進行更為深入的研究。綜上所述，變質(zhì)成因的金剛石可能在超高壓條件下由碳的一種形式(石墨)通過同質(zhì)多像轉(zhuǎn)變而成，也可能在流體/熔體的控制下通過結(jié)晶作用形成，目前越來越多的研究結(jié)果表明后者起著主導(dǎo)作用。

2.3 溫壓條件對金剛石形成的影響

前文提及，目前全球發(fā)現(xiàn)了30多條超高壓變質(zhì)帶，僅有部分地體含有金剛石，多數(shù)地體不含金剛石。金剛石的形成受多方面因素影響，溫壓條件是其中之一。不同的超高壓變質(zhì)帶會有不同的變質(zhì)作用峰期溫壓條件，但金剛石的形成，必須要達到金剛石的穩(wěn)定域。本文統(tǒng)計了部分超高壓變質(zhì)帶達到金剛石穩(wěn)定域的變質(zhì)作用峰期溫壓條件及p-T軌跡(圖1)，其中，柯石英-石英和金剛石-石墨的轉(zhuǎn)變線是基于THERMOCALC 3.33 (Powelletal., 1998)

圖 1 部分超高壓變質(zhì)帶變質(zhì)作用峰期溫壓條件及p-T軌跡Fig. 1 The high temperature-pressure condition and p-Ttrajectory of partial metamorphism of ultrahigh pressure metamorphic belts西南天山地區(qū)的p-T軌跡來自Du等(2014)，大別地區(qū)的p-T軌跡來自Wei等(2013)，蘇魯?shù)貐^(qū)的p-T軌跡來自Zhang等(2007)，科克切塔夫地區(qū)的p-T軌跡來自O(shè)gasawara等(2000)； 西阿爾卑斯地區(qū)峰期溫壓來自Frezzotti等(2011)，挪威地區(qū)峰期溫壓來自Scambelluri等(2008)，厄爾士山脈地區(qū)峰期溫壓來自Massonne(1999，2007)，柴北緣地區(qū)峰期溫壓來自Song等(2005)p-T path from southwestern Tianshan after Du et al., 2014，p-T path from Dabie after Wei et al., 2013，p-T path from Sulu after Zhang et al., 2007，p-T path from Kokchetav Massif after Ogasawara et al., 2000; peak p-T condition for western Alps metasedimentary rocks after Frezzotti et al., 2011，peak p-T condition for western Norway gneiss after Scambelluri et al., 2008，peak p-T condition for Erzgebirge diamondiferous quartzofeldspathic rocks after Massonne 1999, 2007，peak p-T condition for north Qaidam garnet peridotite after Songet al., 2005

及數(shù)據(jù)庫tc-ds55.txt (Holland & Powell, 1998)計算得出的。從圖中可看出，除了科克切塔夫地區(qū)的變質(zhì)作用峰期壓力較高外，其他地區(qū)的峰期壓力相差不多，但是峰期溫度在不同超高壓變質(zhì)帶中相差很大。相比洋殼俯沖，陸殼俯沖形成金剛石往往需要更高的溫壓條件，例如西阿爾卑斯LCU、西南天山不含金剛石的超高壓變質(zhì)帶溫度明顯較低。對比超高壓變質(zhì)帶峰期溫壓條件數(shù)據(jù)可知，含有金剛石的超高壓變質(zhì)帶峰期溫度普遍大于等于600℃，壓力介于2.6～6.0 GPa之間，而僅含柯石英超高壓變質(zhì)帶的峰期溫壓條件基本在490～600℃、3.0～4.0 GPa之間(表1)。也就是說，在壓力相似的情況下，不含金剛石的超高壓變質(zhì)帶峰期溫度普遍偏低。究其原因，變質(zhì)作用過程中金剛石的形成除需具有在其穩(wěn)定范圍內(nèi)的壓力條件外，溫度也是控制金剛石形成的重要因素，溫度相對較低，一方面變質(zhì)巖石很難發(fā)生部分熔融或者脫水，從而抑制了碳流體或熔體的形成，另一方面在低溫下金剛石難以成核和生長(Hermann 2003; Castellietal., 2007)。除此之外，在流體存在的情況下，高Δp/ΔT也是形成金剛石的有利條件之一，例如西阿爾卑斯LCU(Frezzottietal., 2014)。

2.4 XCO2對金剛石形成的影響

在哈薩克斯坦的科克切塔夫地區(qū)，存在著兩種形式的大理巖，一種是含有金剛石的白云石大理巖，另一種是不含金剛石的白云質(zhì)大理巖，它們之間的接觸關(guān)系并不明確。該區(qū)隨后開展的幾種巖石特征的研究表明，這兩種類型的大理巖經(jīng)歷了溫壓條件相同的變質(zhì)作用(Ogasawaraetal., 2000)。為了解釋流體成分對金剛石形成的影響，本文引用一個簡單的流體相模型來進行闡述(Ogasawaraetal., 1995)。在碳酸鹽巖中，礦物的變質(zhì)p-T-Xfluid關(guān)系可以用CaO-MgO-SiO2-C-O2-H2O體系來考慮，而體系的不同平衡關(guān)系可用相圖來進行討論。圖2展示的是當p=6 GPa時，CaO-MgO-SiO2-C-O2-H2O體系下的logfO2(氧逸度)-t的相關(guān)系。XCO2[CO2/(H2O+CO2)]=0.10時為白云石大理巖中流體CO2含量，XCO2=0.01時為白云質(zhì)大理巖中流體CO2含量。白云石(Dol) + 透輝石(Di)+ 金剛石(Dia)組合的穩(wěn)定域位于如下平衡反應(yīng)線上：

C(金剛石，Dia)+O2=CO2(3)

在圖示位置上，該穩(wěn)定域介于兩個不變點且溫度變化范圍在1 020～1 250℃之間，也位于反應(yīng)3與下述兩個反應(yīng)的相交部分(圖2)：

MgCa(CO3)2(白云石，Dol)+SiO2(柯石英，Coe)=

CaMgSi2O6(透輝石，Di)+CO2(4)

CaMgSi2O6(透輝石，Di)+ MgCa(CO3)2(白云石，

Dol)=CaCO3(文石，Arg)+Mg2SiO4(鎂橄欖石,

Fo)+CO2(5)

與XCO2=0.10相比，XCO2=0.01時，反應(yīng)3位于logfO2更低的位置(圖2)，同時，反應(yīng)4和反應(yīng)5在溫度更低的一側(cè)(圖2b)。Arg+Di+Dol+Fo組合的穩(wěn)定域位于反應(yīng)(5)上，并且，金剛石的穩(wěn)定域被限制在反應(yīng)(3)和反應(yīng)(5)交界處范圍，這可能縮小了金剛石在白云質(zhì)大理巖中的穩(wěn)定域。因此，當白云石大理巖(XCO2=0.1)和白云質(zhì)大理巖(XCO2=0.01)處于相似的fO2條件時，金剛石在低XCO2條件下更不穩(wěn)定(圖2)?？傊谔妓猁}組合中，金剛石的生長受到了不同流體條件的控制，也就是說，較高的XCO2流體成分會促使金剛石變得穩(wěn)定，而較低的XCO2流體成分，使金剛石不易穩(wěn)定(Ogasawaraetal., 2000)。

圖 2 CaO-MgO-SiO2-C-O2-H2O體系在P=6 GPa時的log fO2-t關(guān)系圖(Ogasawara et al., 1995)Fig.2 log fO2-t relations at P=6 GPa in the CaO-MgO-SiO2-C-O2-H2O system (after Ogasawara et al., 1995)a 中灰色區(qū)域代表在反應(yīng)4和反應(yīng)5平衡溫度之間、基于反應(yīng)3得到的Di+Dol+Dia+CO2組合穩(wěn)定域; b 中灰色區(qū)域代表Arg+Di+Dol+Fo+CO2(無金剛石)的穩(wěn)定域，虛線代表a中相應(yīng)反應(yīng)線的位置the gray area in a indicates the stability of Di+Dol+Dia+CO2 on the reaction 3 between equilibrium-T for two decarbonation reactions 4 and 5; the gray area in b indicates the stability of the assemblage Arg+Di+Dol+Fo+CO2 (without diamond), the dotted line represents the position of the corresponding reaction line in a

2.5 fO2對金剛石形成的影響

在俯沖作用開始前或俯沖作用過程中，由于交代蝕變或熱液活動等原因，俯沖地殼可攜帶含量不等的碳酸鹽礦物進入地幔(沈曉潔等, 2009; Hart & Staudigel, 2013)。前人通過對地幔捕擄體的研究，發(fā)現(xiàn)地幔深處物質(zhì)中確實存在著各種形式的碳酸鹽礦物(Berg，1986; Ionovetal., 1996; Humphreysetal., 2010)。當這些碳酸鹽進入地幔深處時，會被還原成其他的形式(圖3)。從圖3中可以看出，地幔中的氧逸度會隨著深度的增加而不斷降低，并且在250 km和660 km處會發(fā)生突變。從地表到250 km的地幔深度，氧逸度受制于Fe2+和Fe3+之間的平衡關(guān)系(Rohrbach & Schmidt, 2011)，當深度在250 km以下時，地幔氧逸度則主要與Fe2+的歧化反應(yīng)相關(guān)(Frostetal., 2004; Rohrbachetal., 2007)。

在折返過程中，俯沖物質(zhì)隨著地幔對流上升，氧逸度不斷升高，這些不同形式的碳會發(fā)生氧化熔融，并在隨后的上升過程中，最終逃逸(劉鵬雷, 2014)。

金剛石作為碳的一種存在形式，其在地幔中的穩(wěn)定性，除受流體XCO2的控制影響外，也受到氧逸度的制約。為了探究氧逸度對金剛石的影響，Cull & Meyer (1986)在t=910～935℃、lgfO2=-10和lgfO2=-12的封閉體系下進行了金剛石氧化速率的實驗(圖4)，實驗結(jié)果表明，金剛石的形成與多種因素相關(guān)： 氧逸度的大小、環(huán)境的溫度、金剛石停留在地殼的時間等，其中，氧逸度對金剛石的形成影響最大。氧逸度越高，溫度越高，在地幔中運移的時間越長，金剛石就越難在地幔中結(jié)晶形成(圖4)。當氧逸度增大到一定限度時，金剛石就不會結(jié)晶形成并且保存下來(張宏福, 1990)。Cull & Meyer(1986)的實驗結(jié)果還可得出，當溫度一定時，金剛石的氧化速率會隨著氧逸度的增大而不斷增大，因此，較低的氧逸度有利于金剛石的形成，而過高的氧逸度不利于金剛石的形成和保存。

3 超高壓變質(zhì)帶金剛石的形成與保存

如前文所述，超高壓變質(zhì)帶金剛石形成受到多方面因素的控制和影響，例如C-H-O流體、變質(zhì)作用溫壓條件、流體中CO2含量和氧逸度等。一般來說，富水的C-H-O流體(XH2O介于0.992～0.997之間，F(xiàn)rezzottietal., 2014)、較高的溫壓條件(溫度大于等于600℃,壓力介于3.0～6.0 GPa之間)、 較高的XCO2流體成分(XCO2介于0.01～0.10之間)、較低的氧逸度(圖4)條件下，容易形成金剛石。在自然界，并非所有超高壓地體都含有金剛石，含金剛石地體中也并非所有超高壓巖石都含有金剛石(表1、表2)。西南天山超高壓變質(zhì)帶是典型的洋殼深俯沖型低溫高壓超高壓變質(zhì)帶，盡管該超高壓變質(zhì)帶存在著大量的大理巖及大理巖化榴輝巖，榴輝巖變質(zhì)作用峰期溫壓條件也在金剛石穩(wěn)定域(最高可達3.1～3.3 GPa和490～520℃，Duetal., 2014)，然而到目前為止在該超高壓變質(zhì)帶還沒有發(fā)現(xiàn)金剛石(Tian & Wei，2013)。為了進一步解釋這一現(xiàn)象，本文依照金剛石含量從多-少-無的順序?qū)⒖瓶饲兴?、蘇魯-大別和西南天山3處超高壓變質(zhì)帶的基本情況進行了對比(表2)。如表2所示，3處超高壓變質(zhì)帶主要由經(jīng)歷了超高壓變質(zhì)作用的榴輝巖、石英巖和硬玉巖及圍巖黑云母片麻巖、大理巖和多硅白云母片巖等組成，在科克切塔夫地區(qū)和蘇魯-大別地區(qū)的大理巖和榴輝巖中，金剛石主要賦存于石榴子石和鋯石中；科克切塔夫地區(qū)和蘇魯-大別地區(qū)超高壓變質(zhì)巖變質(zhì)作用峰期壓力均大于4 GPa，溫度高于900℃，而西南天山地區(qū)超高壓變質(zhì)巖變質(zhì)作用峰期壓力為3.1～3.3 GPa，溫度為490～520℃，明顯低于前兩者；科克切塔夫地區(qū)和蘇魯-大別地區(qū)含金剛石巖石流體的XCO2>0.058(Ogasawaraetal., 2000; Proyeretal., 2013)，而科克切塔夫地區(qū)和西南天山地區(qū)不含金剛石巖石流體的XCO2≤0.01(Ogasawaraetal., 2000; 張立飛等, 2002; Duetal., 2014)。綜上，本文認為盡管西南天山超高壓變質(zhì)巖變質(zhì)作用峰期溫壓條件位于金剛石穩(wěn)定域，但是較低的變質(zhì)作用峰期溫度和流體XCO2值阻礙了金剛石的形成(Ogasawaraetal., 2000; Castellietal., 2007)，這可能是西南天山超高壓變質(zhì)帶未發(fā)現(xiàn)金剛石的原因之一。

圖 3 地幔氧逸度對俯沖至地球深部的碳的影響(Rohrbach & Schmidt, 2011)Fig. 3 Impacts of the mantle oxygen fugacity on the carbon subducted in deep earth (after Rohrbach & Schmidt, 2011)

圖 4 金剛石的氧化速率與溫度、氧逸度、時間的關(guān)系(據(jù)Cull & Meyer, 1986)Fig.4 The oxidation rate of diamond related to temperature, oxygen and time (modified after Cull & Meyer, 1986)

表 2 3個超高壓變質(zhì)帶的對比Table 2 The comparison of three ultrahigh pressure metamorphic belts

從表1、圖1中可以看出，全球范圍內(nèi)多處超高壓變質(zhì)帶變質(zhì)作用峰期溫壓條件均達到了金剛石穩(wěn)定域，但金剛石僅在其中幾條變質(zhì)帶內(nèi)被發(fā)現(xiàn)。這既可能是由于變質(zhì)作用過程中流體CO2含量和氧逸度等因素不滿足金剛石形成的條件，金剛石未形成，也可能是巖石在折返過程中發(fā)生了明顯的改造作用而使得已形成的金剛石未被保存下來(Duetal., 2014)。從圖1中展示的部分超高壓變質(zhì)帶變質(zhì)作用p-T軌跡可知，各變質(zhì)帶巖石折返p-T軌跡都穿過了金剛石-石墨轉(zhuǎn)變線，進入石墨穩(wěn)定域，其中大別、蘇魯和科克切塔夫3個變質(zhì)帶在變質(zhì)作用峰期后，都經(jīng)歷了降溫降壓的折返過程，最后抬升至地表；而西南天山超高壓變質(zhì)帶榴輝巖在達到變質(zhì)作用峰期階段以后，經(jīng)歷了早期升溫降壓的折返過程，再返回地表。相比而言，盡管各變質(zhì)帶超高壓巖石p-T軌跡在折返過程均穿過了金剛石-石墨轉(zhuǎn)變線，西南天山超高壓變質(zhì)帶即便在進變質(zhì)作用和峰期變質(zhì)作用中形成了金剛石，但其折返早期的升溫作用增大了金剛石向石墨轉(zhuǎn)變的反應(yīng)速率，加快了金剛石向石墨的轉(zhuǎn)變，從而使金剛石不易保存；相反，大別、蘇魯和科克切塔夫3個變質(zhì)帶折返過程中的降溫作用減小了金剛石向石墨的轉(zhuǎn)變反應(yīng)速率，更有利于金剛石的保存。另外，金剛石保存與否亦或與折返過程持續(xù)時間有關(guān)，西南天山折返早期升溫降壓的軌跡持續(xù)時間相對較長，大別、蘇魯和科克切塔夫降溫降壓或等溫降壓的軌跡持續(xù)時間相對較短，更利于保存。

4 結(jié)語

(1) 變質(zhì)成因的金剛石形成于陸-陸或洋-陸俯沖碰撞背景的超高壓變質(zhì)帶，其通常以包體形式產(chǎn)出于榴輝巖和大理巖的石榴子石、鋯石中。金剛石成因機制可以用分解反應(yīng)① CaMg(CO3)2=CaCO3+MgCO3、MgCO3=C+MgO+O2和氧化還原反應(yīng)② 2 CaFe(CO3)2+CaCO3+3 SiO2=Ca3Fe2Si3O12+5C+9/2 O2進行簡單概括。富含碳酸鹽巖的陸殼及洋殼俯沖到深層地幔中(>120 km)，為金剛石的形成提供物質(zhì)來源。

(2) 超高壓變質(zhì)帶金剛石的形成受到溫壓條件以及流體成分等因素的控制和影響。當變質(zhì)作用的峰期壓力達到金剛石穩(wěn)定域且具有較高的溫度時(壓力>3 GPa，溫度600 ～1 000℃)，有利于金剛石的形成；C-O-H流體中的較低氧逸度和較高CO2含量也是超高壓變質(zhì)帶金剛石形成的必需因素。另外，金剛石形成后折返早期的降溫作用有利于其保存。